סולם ריכטר

סולם ריכטר הוא סולם מדידה לגודלה ("מגניטודה" בלעז) של רעידת אדמה. נהוג לתאר רעידות אדמה לפי סולם ריכטר כאשר פונים לציבור הרחב, אף שכבר אינו בשימוש על ידי סייסמולוגים. סולם זה מתאים למדידת גודל רעידת אדמה בהיקף מקומי, וכיום משתמשים סייסמולוגים בסולם מגניטודה לפי מומנט, הנחשב מדויק יותר ואינו מוגבל לנתונים מקומיים בלבד.

הסולם ושיטת המדידה

סולם ריכטר פותח בשנת 1935 על ידי הפיזיקאי צ'ארלס ריכטר (Charles Francis Richter) בשיתוף עם בֶּנוֹ גוטנברג(אנ'), שניהם מהמכון הטכנולוגי של קליפורניה (קאלטק)^[1]^[2].

סולם ריכטר מציג את גודלן של רעידות אדמה בסקאלה לוגריתמית (לפי בסיס $1 0^{3 / 2} \approx 31.6$ ). הדרגה בסולם ריכטר היא מדד יחסי של כמות האנרגיה שהשתחררה במוקד רעידת האדמה, בדומה למדידת דציבל. כלומר, רעידת אדמה שדרגתה 7 בסולם ריכטר גדולה פי 30 מזו של רעידת אדמה שדרגתה 6 מבחינת כמות האנרגיה שהשתחררה במוקד^[א]. הצורך בסקאלה לוגריתמית נובע מכך שגודלה של רעידת האדמה החזקה ביותר שנמדדה (9.5 בסולם ריכטר) גדולה פי 1,600,000,000 מזו של רעידה במגניטודה 0^[ב]. הבסיס למדידה הוא תנודה של סייסמוגרף (מסוג מסוים) במרחק של 100 ק"מ ממוקד הרעש. מגניטודה של 0.0 בסולם ריכטר היא תנודה של אלפית מיקרון; מגניטודה של 1.0 היא תנודה של מאית מיקרון; מגניטודה של 2.0 היא תנודה של עשירית מיקרון; מגניטודה של 3.0 היא תנודה של מיקרון וכן הלאה. כאמור, כמות האנרגיה המשתחררת בין דרגה אחת לשנייה בסולם ריכטר שקולה לפי 30 מהדרגה הקודמת. לכל רעידת אדמה מגניטודה אחת בלבד והיא תמיד מתייחסת רק למוקד הרעש. לסולם ריכטר אין סף עליון תאורטי, ואין סף תחתון^[ג].

הסייסמוגרמה של רעידת האדמה ביפן(אנ'), שנקלטה בגרמניה בשנת 1889.

לפני התפתחות סולם ריכטר, המדד היחיד לעוצמתה או ל"גודלה" של רעידת אדמה, הייתה הערכה סובייקטיבית של עוצמת הרעידה שנצפתה בסמוך למוקד רעידת האדמה. זו סווגה לפי סולמות עוצמה סייסמית שונים כמו סולם רוסי-פורל. בשנת 1883 שיער ג'ון מילן שטלטולים של רעידות אדמה גדולות, עלולות ליצור גלים שניתן יהיה לזהות אותם ברחבי הגלובוס, ובשנת 1889 המדען ארנסט פון רובר פשוויץ(אנ'), שסייסמומטר שבנה בפוטסדאם לשם בדיקת גרביטציה, קלט לראשונה בהיסטוריה רעידת אדמה רחוקה (ביפן)(אנ')^[3]. בשנות ה-20 הארי ווד וג'ון אנדרסון פיתחו את סייסמוגרף שנקרא סייסמומטר ווד-אנדרסון, אחד המכשירים המעשיים הראשונים להקלטת גלים סייסמיים^[4]. לאחר מכן בנה ווד, בחסות המכון הטכנולוגי של קליפורניה ומכון קרנגי, רשת של סייסמוגרפים המשתרעת על פני דרום קליפורניה^[5]. הוא גם גייס את צ'ארלס ריכטר הצעיר והלא ידוע אז, כדי למדוד את הסייסמוגרמות, ולאתר את רעידות האדמה שיוצרות את הגלים הסיסמיים^[6].

בשנת 1931 הראה קיו וואדאטי(אנ') כיצד מדד, עבור מספר רעידות אדמה חזקות ביפן, את משרעת הרעד שנצפתה במרחקים שונים מהמוקד. לאחר מכן הוא שרטט את הלוגריתם של המשרעת כנגד המרחק, ומצא סדרה של עקומות משרעת, שהראו מתאם גס עם גודלן המשוער של רעידות האדמה^[7]. ריכטר פתר כמה קשיים בשיטה זו^[8] ולאחר מכן, באמצעות נתונים שנאספו על ידי עמיתו בנו גוטנברג, הוא יצר עקומות דומות, ואישר שניתן להשתמש בהן כדי להשוות את המגניטודה היחסית של רעידות אדמה שונות^[9].

כדי לייצר שיטה מעשית להקצאת מדד מוחלט של גודל, נדרשו פיתוחים נוספים. ראשית, כדי להקיף את הטווח הרחב של הערכים האפשריים, אימץ ריכטר את הצעתו של גוטנברג לסולם לוגריתמי, שבו כל צעד מייצג עלייה של פי עשרה בגודל (המשרעת), בדומה לסולם הגודל המשמש את האסטרונומים לבהירות הכוכבים. שנית, הוא רצה שגודל אפס יהיה סביב גבול התפיסה האנושית^[10]. שלישית, הוא ציין את הסיסמוגרף של ווד-אנדרסון כמכשיר הסטנדרטי להפקת סייסמוגרמות. הגודל הוגדר אז כ"לוגריתם של המשרעת המקסימלית, מבוטאת במיקרונים", שנמדד במרחק של 100 ק"מ. הסולם כויל על ידי הגדרת זעזוע במגניטודה 0 ככזה שמייצר במרחק של 100 ק"מ משרעת מקסימלית של 1 מיקרון (1 מיקרון, או 0.001 מילימטרים) בסייסמוגרמה המתועדת על ידי סיסממטר פיתול של ווד-אנדרסון^[11]. לבסוף, ריכטר חישב טבלה של תיקוני מרחק^[12], בכך שבמרחקים של פחות מ-200 קילומטרים^[13] ההנחתה מושפעת מאוד מהמבנה והמאפיינים של הגאולוגיה האזורית^[11].

כאשר ריכטר הציג את הסולם שהתקבל ב-1935, הוא כינה אותו (כהצעת הארי ווד) פשוט סולם "מגניטודה"^[ד]. נראה ש"סולם ריכטר" מקורו כאשר פרי ביירלי(אנ') אמר לעיתונות כי הסולם הוא של ריכטר ו"צריך להתייחס אליו ככזה"^[14]. בשנת 1956, גוטנברג וריכטר, בעודם עדיין מתייחסים ל"סולם גודל", כינו אותו "גודל מקומי", עם הסימול ML, כדי להבחין בין סולם גלי השטח(MS)(אנ') וסולם גלי הגוף(MB)(אנ') שפיתחו^[15].

מגניטודת רעידת אדמה לפי סולם ריכטר נקבעת מהלוגריתם של משרעת הגלים שנרשמו על ידי סייסמוגרפים^[ה]. הנוסחה המקורית היא^[16]:

M_{L} = \log_{10} A - \log_{10} A_{0} (δ) = \log_{10} [A / A_{0} (δ)],

כאשר A היא המשרעת המקסימלית של הסייסמוגרף של ווד-אנדרסון; הפונקציה האמפירית A0 תלויה רק במרחק של התחנה מהאפיצנטר; δ היא בפועל ממוצע הקריאות מכל תחנות התצפית שמדדו את הרעידה, לאחר התאמה עם תיקונים ספציפיים לתחנה כדי לקבל את ערך ה-ML^[16].

דוגמה להמחשה

קובץ:Richter Scale.jpg

דוגמה להמחשה, כיצד מחשבים את המגניטודה בסולם ריכטר.

תמונה זו מוצגת בוויקיפדיה בשימוש הוגן.
נשמח להחליפה בתמונה חופשית.

לצורך המחשה, ניתן להסביר את שיטת המדידה בעזרת האיור שמשמאל. הסקאלה השמאלית באיור מסמנת את הפרשי הזמנים בין הגעת גלי ה־P לתחנה הסייסמוגרפית, להגעת גלי ה־S לתחנה. המשמעות של הפרש זמנים זה היא כאמור מרחק התחנה ממוקד הרעידה. על כן לאורך הסקאלה הזו יש גם את סימון הפרשי הזמנים, וגם את משמעות המרחק של כל הפרש. הסקאלה הימנית היא גודל המשרעת המקסימלית (במילימטרים) של הסייסמוגרמה שנקלטה בתחנה (גודל המשרעת מבטא את כמות האנרגיה שהשתחררה במוקד כפונקציה של המרחק ממנו). הסייסמוגרמה בראש האיור מציגה גודל מקסימלי של 23 מ"מ והפרש זמנים בין הגעת גלי P לגלי S של 24 שניות. נסמן על הסקאלה הימנית את הערך של 23 מ"מ, ועל הסקאלה השמאלית את הערך של 24 שניות ונחבר את שתיהן בישר. הנקודה בה יחתוך הישר את הסקאלה שקבע ריכטר (במרכז האיור) יהיה הגודל בסולם ריכטר, ובמקרה שלנו, 5 בסולם ריכטר. בכל תחנה בכדור הארץ שתקלוט את הרעידה באופן תקין, תתקבל אותה מגניטודה: זאת מכיוון שאם התחנה קרובה למוקד, גודל המשרעת המקסימלית יהיה גדול מאוד, אך הפרש הזמנים בין גלי P לגלי S יהיה קטן מאוד. אם התחנה רחוקה, גודל המשרעת יהיה קטן, אך הפרש הזמנים יהיה גדול, ובכל מקרה הישר יחתוך את הסקאלה של ריכטר באותה נקודה^[17].

מההלכה למעשה

המגניטודה הגדולה ביותר שנמדדה אי פעם הייתה בסדרת רעידות אדמה במגניטודה 9.5 בצ'ילה בשנת 1960. רעידה זו גרמה לצונאמי בגובה 11.5 מטרים שחצה את כל האוקיינוס השקט והכה כמעט את כל איי האוקיינוס השקט ואת אוסטרליה, והגיע עד מזרח יפן^[18].

הטבלה הבאה מציגה את תיאור הנזק האפשרי של רעידות אדמה לפי סולם ריכטר באתרים נבחרים ובעיקר בקרבת האפיצנטר, כולל שכיחות טיפוסית (על בסיס נתונים מרחבי העולם^[19]):

תיאור	דרגה בסולם ריכטר	תוצאותיה של רעידת האדמה באזור המוקד	מספר מופעים ממוצע בשנה בעולם (הערכה)
זעירה (Micro)	פחות מ־2.0	רעידה זעירה, בלתי מורגשת	מספר מיליונים
קטנה מאוד (Very minor)	2.0-2.9	בדרך כלל אינה מורגשת, אבל נרשמת במכשירי המדידה	מעל מיליון
קטנה (Minor)	3.0-3.9	מורגשת בדרך כלל, אך אינה גורמת נזק	מעל מאה אלף
קלה (Light)	4.0-4.9	רעידה מורגשת של חפצים ביתיים, קולות שקשוק, בדרך כלל לא נגרם נזק משמעותי	מעל עשרת אלפים
בינונית (Moderate)	5.0-5.9	עלולה לגרום נזק ניכר למבנים הבנויים בצורה גרועה. נזק קל ביותר למבנים הבנויים היטב וייתכנו נפגעים	מעל אלף
חזקה (Strong)	6.0-6.9	עלולה לגרום נזק במרחק 150 ק"מ ממוקד הרעש	מעל מאה
עצומה (Major)	7.0-7.9	עלולה לגרום נזק חמור באזורים שמרחקם כמאות קילומטרים ממוקד הרעש	מעל עשרים
כבירה (Great)	8.0-9.9	עלולה לגרום נזק חמור באזורים שמרחקם כ-500 ק"מ ממוקד הרעש	אחת
אפית (Epic)	10 ומעלה	קשה להעריך	מעולם לא נמדדה או תוארה בכתב

קיימות משוואות היפוך לחישוב כמות האנרגיה שהשתחררה במוקד רעידת אדמה בגודל נתון לפי סולם ריכטר וכדלקמן: (1) $\log E_{e r g} = 11.8 + 1.5 M$ כאשר $E$ היא כמות האנרגיה (ביחידות ארג) שהשתחררה במוקד ו־ $M$ הוא גודל רעידת האדמה בסולם ריכטר; (2) $\log E_{j o u l e s} = 4.8 + 1.5 M$ כאשר כאן $E$ היא כמות האנרגיה ביחידות של ג'אול^[17].

ראו גם

סולם ריכטר - מידת רעידת אדמה - מידת אדם - ספר הביוגרפיה של צ'ארלס ריכטר
צ'ארלס ריכטר
סולם מגניטודה לפי מומנט
יחידות מידה על שם אישים

לקריאה נוספת

Charles F. Richter., 1958. Elementary Seismology. Freeman & Company, San Francisco & London, (Chapter 22) pp. 338–363

קישורים חיצוניים

בכמה גדולה יותר רעידת אדמה בגודל של 7.5 מאשר רעידה בגודל של 3.7?, אתר Ready.org.il
סולם ריכטר, באתר אנציקלופדיה בריטניקה (באנגלית)

ביאורים

^ לעומת זאת, גובה המשרעת (אמפליטודה) המקסימלית בסייסמוגרמה של הרעידה בגודל 7, תהיה גדולה פי 10 מגובה המשרעת המקסימלית רעידה בגודל 6. כלומר לעניין האמפליטודות מדובר בסולם לוגריתמי שהבסיס שלו הוא 10.
^ דרגה 0 (אפס) בסולם היא דרגת רעידת האדמה שריכטר בחר כנקודת הייחוס (כמו שצלזיוס בחר את נק' קפיאת המים). כיום הסייסמוגרפים מצוידים במגברים גדולים, ובנוסף מפעילים במדידה שיטת Coda שמאפשרת למדוד רעידות אדמה חלשות ביותר שציונן בסולם ריכטר שלילי.
^ מכיוון שריכטר בחר את נקודת האפס של הסולם כזו שמתארת את כמות האנרגיה שהשתחררה במוקד הרעידה הסטנדרטית שבחר (כמו האפס בסולם צלזיוס), הרי כמתואר לעיל, תמיד תוכל להיקלט רעידת אדמה החלשה יותר מהחלשה ביותר שנמדדה עדיה. כך גם לגבי הסף העליון. ברם, לגבי הסף העליון ניתן לומר שקרום כדור הארץ לא יוכל לאצור בתוכו כמות אנרגיה שתספיק לגרום לרעידת אדמה בגודל 10, משום שהאנרגיה תשתחרר הרבה לפני כן.
^ בדיוק כפי שקרא לו בכותרת המאמר שלו מינואר אותה שנה:"An Instrumental Earthquake Magnitude Scale"
^ כלולות התאמות כדי לפצות על השונות במרחק בין הסיסמוגרפים השונים לבין מוקד רעידת האדמה

הערות שוליים

^ Richter, F., C., 1935, An Instrumental Earthquake Magnitude Scale, Bulletin of the Seismological Society of America 25 : pp. 1-32.
^ Ellsworth, William L., The Richter Scale ML, The San Andreas Fault System, California, 1991, עמ' 177 doi: 10.3133/pp1515
^ Rebeur-Paschwitz, 1989. Earthquake on April 17, 1889 in Japan. Nature, July, 25th, pp. 294-295. In: Schweitzer, J. German National, Report. Part A. Early German Contributions to Modern Seismology, pp. 35-36
^ Hough, S. E. 2007,, Richter's Scale: Measure of an Earthquake, Measure of a Man, New Jersey: Princeton University Press (from now on: Hough, 2007): p. 59
^ Hough 2007: p. 59
^ Hough, 2007: p. 57, 116
^ Richter, F., C., 1935, An Instrumental Earthquake Magnitude Scale, Bulletin of the Seismological Society of America 25 :(from now on: Richter, 1935) p.2.
^ Richter 1935: pp. 1-5.
^ Richter, 1935: pp. 2-3.
^ Richter 1935: p.14.
^ ¹ ² Richter 1935: p. 5.
^ Richter 1936: p.6, table 1.
^ Richter 1935: p. 32.
^ Hough 2007: pp.123-124.
^ Gutenberg, B.; Richter, C., F., 1956. Earthquake magnitude, intensity, energy, and acceleration (Second Paper). Bulletin of the Seismological Society of America, 46: pp. 105–145,
^ ¹ ² Ellsworth, William L.,1991, The Richter Scale (ML), WayBackMachineU.S.G.S., Profesional Paper 1515.
^ ¹ ² Bolt, B.A.,1999. Earthquakes, F&C, p.323
^ M 9.5 1960 Great Chilean Earthquake (Valdivia Earthquake), USGS (הסקר הגאולוגי של ארצות הברית)
^ Earthquake Facts and Statistics, web.archive.org, ‏2010-05-24

[3] לעומת זאת, גובה המשרעת (אמפליטודה) המקסימלית בסייסמוגרמה של הרעידה בגודל 7, תהיה גדולה פי 10 מגובה המשרעת המקסימלית רעידה בגודל 6. כלומר לעניין האמפליטודות מדובר בסולם לוגריתמי שהבסיס שלו הוא 10.

[4] דרגה 0 (אפס) בסולם היא דרגת רעידת האדמה שריכטר בחר כנקודת הייחוס (כמו שצלזיוס בחר את נק' קפיאת המים). כיום הסייסמוגרפים מצוידים במגברים גדולים, ובנוסף מפעילים במדידה שיטת Coda שמאפשרת למדוד רעידות אדמה חלשות ביותר שציונן בסולם ריכטר שלילי.

[5] מכיוון שריכטר בחר את נקודת האפס של הסולם כזו שמתארת את כמות האנרגיה שהשתחררה במוקד הרעידה הסטנדרטית שבחר (כמו האפס בסולם צלזיוס), הרי כמתואר לעיל, תמיד תוכל להיקלט רעידת אדמה החלשה יותר מהחלשה ביותר שנמדדה עדיה. כך גם לגבי הסף העליון. ברם, לגבי הסף העליון ניתן לומר שקרום כדור הארץ לא יוכל לאצור בתוכו כמות אנרגיה שתספיק לגרום לרעידת אדמה בגודל 10, משום שהאנרגיה תשתחרר הרבה לפני כן.

[17] בדיוק כפי שקרא לו בכותרת המאמר שלו מינואר אותה שנה:"An Instrumental Earthquake Magnitude Scale"

[20] כלולות התאמות כדי לפצות על השונות במרחק בין הסיסמוגרפים השונים לבין מוקד רעידת האדמה

[1] Richter, F., C., 1935, An Instrumental Earthquake Magnitude Scale, Bulletin of the Seismological Society of America 25 : pp. 1-32.

[2] Ellsworth, William L., The Richter Scale ML, The San Andreas Fault System, California, 1991, עמ' 177 doi: 10.3133/pp1515

[6] Rebeur-Paschwitz, 1989. Earthquake on April 17, 1889 in Japan. Nature, July, 25th, pp. 294-295. In: Schweitzer, J. German National, Report. Part A. Early German Contributions to Modern Seismology, pp. 35-36

[7] Hough, S. E. 2007,, Richter's Scale: Measure of an Earthquake, Measure of a Man, New Jersey: Princeton University Press (from now on: Hough, 2007): p. 59

[8] Hough 2007: p. 59

[9] Hough, 2007: p. 57, 116

[10] Richter, F., C., 1935, An Instrumental Earthquake Magnitude Scale, Bulletin of the Seismological Society of America 25 :(from now on: Richter, 1935) p.2.

[11] Richter 1935: pp. 1-5.

[12] Richter, 1935: pp. 2-3.

[13] Richter 1935: p.14.

[Richter5-14] ¹ ² Richter 1935: p. 5.

[15] Richter 1936: p.6, table 1.

[16] Richter 1935: p. 32.

[18] Hough 2007: pp.123-124.

[19] Gutenberg, B.; Richter, C., F., 1956. Earthquake magnitude, intensity, energy, and acceleration (Second Paper). Bulletin of the Seismological Society of America, 46: pp. 105–145,

[:0-21] ¹ ² Ellsworth, William L.,1991, The Richter Scale (ML), WayBackMachineU.S.G.S., Profesional Paper 1515.

[ה1-22] ¹ ² Bolt, B.A.,1999. Earthquakes, F&C, p.323

[23] M 9.5 1960 Great Chilean Earthquake (Valdivia Earthquake), USGS (הסקר הגאולוגי של ארצות הברית)

[24] Earthquake Facts and Statistics, web.archive.org, ‏2010-05-24

[1]

[2]

[א]

[ב]

[ג]

[3]

[4]

[5]

[6]

[7]

[8]

[9]

[10]

[11]

[12]

[13]

[ד]

[14]

[15]

[ה]

[16]

[17]

[18]

[19]

סולם סייסמי
סולמות מודרניים
סולמות עוצמה סייסמית	סולם ליידו (CSIS) • סולם מדבדב-ספונהאוור-קרניק (MSK) • סולם מקרוסייסמי אירופי (EMS) • סולם מרקאלי המותאם (MM) • סולם עצימות יפני (JMA)
סולמות גודל	סולם גלי גוף (M_b) • סולם גלי שטח (M_s) • סולם גודל יפני (M_JMA) • סולם מגניטודה לפי מומנט (M_W) • סולם משך הגודל (M_D) • סולם ריכטר (M_L)
סולמות היסטוריים
סולמות עוצמה סייסמית	סולם אומורי • סולם מרקאלי-קנקני-זיברג (MCS) • סולם מרקאלי • סולם רוסי-פורל • סולם שינדו

סולם ריכטר

תוכן עניינים

הסולם ושיטת המדידה

דוגמה להמחשה

מההלכה למעשה

ראו גם

לקריאה נוספת

קישורים חיצוניים

ביאורים

הערות שוליים

תפריט ניווט

סולם ריכטר

הסולם ושיטת המדידה

דוגמה להמחשה

מההלכה למעשה

ראו גם

לקריאה נוספת

קישורים חיצוניים

ביאורים

הערות שוליים

תפריט ניווט

חיפוש